Background

Dickey et al., (2008) durante las campañas interdisciplinarias E-Flux I y III y usando las imágenes de temperatura superficial del mar y de clorofila-a, estudiaron las propiedades oceanográficas de dos ciclones que fueron generados por dos eventos de surgencia, inducida por el rotacional del esfuerzo del viento, de los flujos intensos y persistentes de los vientos alisos del noreste, al oeste de las islas de Hawaii. Uno de estos ciclones duró 6 meses, y quedó estacionario por tres semanas, mientras que el otro duró tres meses y viajó ~165 km hacia el suroeste. Ambos mostraron una velocidad tangencial máxima similar de ~60 cm/s. A partir de observaciones de CTD y de perfiladores de corrientes localizados en el casco del barco (ADCP, por sus siglas en inglés) determinaron los diámetros de 1os remolinos, siendo de 180–200 km para uno de ellos y de ~160 km para el otro. Comparativamente el ciclón que la campaña Procomex-0511 muestreo frente a Cabo Corrientes, mostró una duración un poco mayor (7.8 meses) que la observada por estos dos remolinos y gracias a la implementación del método SLA-B sobre las imágenes de altimetría, se determinó que este recorrió una distancia mucho mayor (1019 km), viajando principalmente hacia el este. Por otro lado la velocidad tangencial máxima de este ciclón mexicano fue mucho menor (24.15 cm/s) que la registrada por el ADCP de los dos ciclones hawaianos. El diámetro del ciclón mexicano, determinado por el método SLA-B (221 km), fue también un poco mayor que la de los ciclones hawaianos. Observando que Hawaii y Cabo Corrientes se encuentran a la misma latitud (~20°N), por lo tanto el radio de deformación de Rossby (Rd) es el mismo para las dos localidades (~52 km), por lo tanto el alcance horizontal de los tres ciclones fue >> Rd.

Chaigneau et al. (2011), estudiaron la estructura vertical promedio de los remolinos de mesoescala localizados en el sistema de la corriente Perú-Chile (SCPC, combinando datos históricos de perfiles generados por los flotadores Argo y datos de altimetría satelital. Estos autores encontraron que en promedio, el volumen de fluido atrapado por los RCs fue de 3.4 × 1012 m3 y de 5.1 × 1012 m3 para los RAs. Este valor al dividirse sobre un año, dan un flujo anual promedio de 0.1-0.2 Sv. Ambos resultados son muy similares a lo observado por el remolino ciclónico de Cabo Corrientes, el cual mostró un volumen de 3.18 x 1012 m3 y un flujo anual medio de 0.1 Sv. El análisis de los perfiles de CTD de los flotadores Argo mostró que el núcleo principal de los RCs, se localiza por encima de los 200 m de profundidad, mientras que en el caso de los RAs, está centrado ~ 400 m. Para el caso del ciclón muestreado por la campaña Pocomex-0511 este mostró su núcleo ~ 500 m, es decir 300 m más profundo que los RCs del SCPC. Adicionalmente, estos autores argumentan que los RCs en el SCPC, se forman por inestabilidades de las corrientes costeras superficiales que fluyen hacia el ecuador, mientras que los RAs son comúnmente formados por la corriente subsuperficial de Perú-Chile, la cual fluye hacia el polo. En comparación el ciclón frente a Cabo Corrientes se generó por un evento de surgencia, atípico para el mes de noviembre.

75

Conclusiones

A partir del uso de 18 años de datos de altimetría satelital en conjunto con el método SLA-B para identificar remolinos de forma automatizada, se encontró en la zona transicional tropical-subtropical del Pacífico nororiental que hay tres regiones costeras prolíficas para la producción de remolinos (Fig. 3): (1) Punta Eugenia en la península de Baja California, (2) Cabo San Lucas a la entrada del Golfo de California y (3) Cabo Corrientes frente al México central. Se observó también que estas tres regiones se localizan en lugares donde la morfología costera cambia abruptamente y ocurren fuertes intensificaciones de las corrientes costeras en fase con el ciclo estacional. Aunque los remolinos de mesoescala en esta zona ya han sido reportados en trabajos previos, este estudio provee la primera caracterización, apoyada estadísticamente. Se encontraron diferencias estadísticas claras en las propiedades de los remolinos para las tres regiones: Punta Eugenia mostró la mayor producción de remolinos (con más ciclones generados), seguida de Cabo Corrientes (también con más ciclones) y Cabo San Lucas (con más anticiclones). Los remolinos en Cabo Corrientes mostraron los valores medios más altos en la velocidad de propagación, velocidad de giro y EKE, mientras que los remolinos en Punta Eugenia mostraron los valores más bajos. También se observaron diferencias entre los dos tipos de remolinos: Los remolinos ciclónicos incrementaron su distancia recorrida (en 13%) y su duración (en 41%) de sur a norte, mientras que en los remolinos anticiclónicos se observó lo contrario, con un incremento en la distancia recorrida (en 28%) y duración (en 5%) de norte a sur. En promedio, los anticiclones tienden a viajar más a prisa que los ciclones en todas las regiones costeras, 15% más rápido en Punta Eugenia, 10% más rápido en Cabo San Lucas y 6% en Cabo Corrientes.

Los remolinos de larga duración analizados mostraron ser principalmente no lineales (91%) y por lo tanto pueden redistribuir las aguas costeras relativamente lejos hacia el océano abierto. 75% de estos RAs/RCs se propagan hasta 466/575 km en Punta Eugenia, 459/450 km en Cabo San Lucas y 728/450 km en Cabo Corrientes, pero algunos remolinos en particular pueden alcanzar distancias más lejanas.

Los picos en la señal estacional de la generación de remolinos parecen estar asociados con los picos de intensidad de las corrientes costeras y/o con el índice de surgencia costero (con una diferencia de fase de ~1.5 meses). No se pudo establecer una relación clara entre el fenómeno de El Niño y la generación de remolinos.

La comparación entre los parámetros superficiales obtenidos mediante el altímetro y el método SLA-B vs. los datos medidos in situ por el crucero oceanográfico mostró que en el caso de los diámetros ambos observaciones hablan de diferentes estimaciones, la observación remota está hablando del contorno más externo de la anomalía del nivel del mar limítrofe para el ciclón, mientras que la medición in situ estimó las dimensiones del núcleo del remolino al enfocarse en la distancia horizontal entre las velocidades máximas, localizadas a la misma profundidad. Mediante el uso de otros sensores remotos (SST, Chla y vientos superficiales) se pudo mostrar con mayor evidencia que el fenómeno de surgencia es una fuente de generación de remolinos en el área Cabo Corrientes, y que estos fenómenos son capaces de generar remolinos de gran intensidad y duración, como el ciclón muestreado, el cual tuvo un impacto en la columna de agua hasta los 632 m de profundidad. Adicionalmente, la alta correlación encontrada dentro del remolino, entre la velocidad geostrófica del CTD y la velocidad tangencial del LADCP, mostró que el balance de flujo gradiente se aproximó al balance del flujo geostrófico (i.e. viento gradiente), evidenciando el papel principal de la rotación de la Tierra sobre la rotación propia del remolino.

77

Referencias bibliográficas

Boyer, T., S. Levitus, H. Garcia, R. A. Locarnini, C. Stephens & J. Antonov. (2005). Objective analyses of annual, seasonal, and monthly temperatureand salinity for the World Ocean on a 0.25° grid. Int. J. Climatol., 25, 931–945, doi:10.1002/joc.1173. Chaigneau A., A. Gizolme & C. Grado. (2008). Mesoscale eddies off Peru in altimeter

records: Identification algorithms and eddy spatio-temporal patterns. Progr. Oceanogr., 79, 106–119.

Chaigneau A., G. Eldin & B. Dewitte. (2009). Eddy activity in the four major upwelling systems from satellite altimetry (1992–2007). Progr. Oceanogr., 83, 117–123.

Chaigneau A., M. Le Texier, G. Eldin, C. Grados & O. Pizarro. (2011). Vertical structure of mesoscale eddies in the eastern South Pacific Ocean: A composite analysis from altimetry and Argo profiling floats. J. Geophys. Res., 116, C08027, doi:10.1029/2010JC006895, 2011

Chelton, D. B., R. A. de Szoeke, M. G. Schlax, K. El Naggar & N. Siwertz. (1998). Geographical Variability of the First Baroclinic Rossby Radius of Deformation. J. Phys. Oceanogr., 28, 433–460.

Chelton, D. B., M. G. Schlax, R. M. Samelson & R. A. de Szoeke. (2007). Global observations of large oceanic eddies. Geophys. Res. Lett., 34, L15606, doi:10.1029/2007GL030812, 2007.

Chelton, D. B., M. G. Schlax & R. M. Samelson. (2011). Global observations of nonlinear mesoscale eddies., Progr. Oceanogr., 91, 167–216.

Cushman-Roisin, B., E.P, Chassignet & B. Tang. (1990). Westward motion of mesoscale eddies. J. Phys.Oceanogr., 20, 758-768.

Cushman-Roisin, B., Beckers, J-M. (2008) .Introduction to Geophysical Fluid Dynamics, Physical and Numerical Aspects. Academic Press.

Dickey, T. D., F. Nencioli, V. S. Kuwahara, C. Leonard, W. Black, Y. M. Rii, R. R. Bidigare, & Q. Zhanga. (2008). Physical and bio-optical observations of oceanic cyclones west of the island of Hawai’i. Deep Sea Res. II, 55, 1195–1217.

Durazo, R., Baumgartner, T. R. (2002). Evolution of oceanographic conditions off Baja California: 1997–1999. Progr. Oceanogr., 54, 7–31.

Ducet, N., P.Y Le Traon & G. Reverdin. (2000). Global high resolution mapping of ocean circulation from TOPEX/POSEIDON and ERS-1/2. J. Geophys. Res., 105, 19477– 19498.

Gan, J., San Ho, H. (2009). Identification of spatial variability and eddies in the circulation of the South China Sea. Advances in Geosciences, 12, 243-259.

Guerrero, L., J. Sheinbaum & J. Candela. (2004). Tracking eddies in the Caribbean Sea using the AVISO Altimetry Analysis. poster presentado en la Western Pacific Geophysics Meeting, Honolulu Hawaii, U.S.A., Aug 16-20.

Godínez V. M., E. Beier, M. F. Lavín, J. García & C. E. Cabrera. (2006). Datos hidrográficos frente a Cabo Corrientes y en la entrada del golfo de california durante junio del 2005: campaña PROCOMEX-0506. Informe Técnico. Serie Oceanografía Física. CICESE. Febrero 2006.

Godínez, V. M., E. Beier, M. F. Lavín & J. A. Kurczyn. (2010). Circulation at the entrance of the Gulf of California from satellite altimeter and hydrographic observations. J. Geophys. Res., 115, C04007, doi:10.1029/2009JC005705, 2010.

Haller, G. (2005). An objective definition of a vortex. J. Fluid Mech., 525, 1–26.

Henson, S. A., Thomas, A. C. (2008). A census of oceanic anticyclonic eddies in the Gulf of Alaska. Deep Sea Res. I, 55, 163–176, doi:10.1016/j.dsr.2007.11.005.

Isern-Fontanet, J., E. García-Ladona & J. Font. (2002). Identification of Marine Eddies from Altimetric Maps. J. Atmos. Oceanic Technol., 20(5), 772–778.

Jerónimo, G., Gómez-Valdés, J. (2007). A subsurface warm-eddy off northern Baja California in July 2004. Geophys. Res. Lett., 34, L06610, doi:10.1029/2006GL028851, 2007.

Kurian J., F. Colas, X. Capet, J. C. McWilliams & D. B. Chelton. (2011). Eddy properties in the California Current System. J. Geophys. Res., 116, C08027, doi:10.1029/2010JC006895, 2011

Kessler, W.S. (2006). The circulation of the eastern tropical Pacific: A review. Progr. Oceanogr., 69, 181–217, doi:10.1016/j.pocean.2006.03.009.

79

Ladd, C, C. W. Mordyb, N. B. Kachelb, & P. J. Stabenoa. (2007). Northern Gulf of Alaska eddies and associated anomalies. Deep Sea Res.I, 54, 487–509.

Lavín M. F, E. Beier, J. Gomez-Valdes, V. M. Godínez & J. Garcia. (2006). On the summer poleward coastal current off SW Mexico, Geophys. Res. Lett., 33, L02601, doi:10.1029/2005GL024686, 2006.

Lavín M. F, R. Castro, E. Beier, V. M. Godínez, A. Amador & P. Guest. (2009). SST, thermohaline structure, and circulation in the southern Gulf of California in June 2004 during the North American Monsoon Experiment. J. Geophys. Res., 114, C02025, doi:10.1029/2008JC004896, 2009.

Le Traon, P.Y., Y. Faugère, F. Hernandez, J. Dorandeau, F. Mertz & M. Ablain. (2003). Can we merge Geosat follow-On with TOPEX/Poseidon and ERS-2 for an improved description of the ocean circulation? J. Atmos. Oceanic Technol., 20, 889–895.

Lynn, R. J., Simpson, J. J. (1987). The California current system: the seasonal variability of its physical characteristics. J. Geophys. Res., 92, 12947-12966.

Morrow R., F. Birol, D. Griffin & J. Sudre. (2005). Divergent pathways of cyclonic and anti-cyclonic ocean eddies. Geophys. Res. Lett., 31, L24311, doi:10.1029/2004GL020974, 2004.

Nencioli, F., Ch. Dong, T. Dickey, L. Washburn & J.C. Mcwilliams. (2010). A Vector Geometry–Based eddy detection algorithm and its application to a high-resolution numerical model product and high-frequency radar surface velocities in the Southern California Bight. J. Atmos. Oceanic Technol., 27, 564-579. doi: 10.1175/2009JTECHO725.1.

Okubo A. (1970). Horizontal dispersion of floatable particles in the vicinity of velocity singularities such as convergence. Deep Sea Res., 17, 445-454.

Open University. (1989). Ocean circulation. Pergamon Press.

Pantoja, D.A., S.G. Marinone, A Parés-Sierra & F. Gómez-Valdivia. (2012). Numerical modeling of seasonal and mesoscale hydrography and circulation in the Mexican Central Pacific. Ciencias Marinas, 38(2).

Parés-Sierra A, W. B. White & C.-K. Tai. (1993).Wind-driven coastal generation of annual mesoscaleeddy activity in the California Current. J. Phys. Oceanogr., vol. 23, No. 6.

Reynolds, R. W. & T. M. Smith. (1994). Improved global sea surface temperature analyses. J. Climate. 7, 929-948.

Robinson, S.K. (1991). Coherent motions in the Turbulent Boundary Layer. Annual Review of Fluid Mechanics, 23, 601–639.

Rossby, T., C. Flagg, P. Ortner, & C. Hu. (2011). A tale of two eddies: Diagnosing coherent eddies through acoustic remote sensing. J. Geophys. Res., 116, C12017, doi:10.1029/2011JC007307, 2011

Sadarjoen, I. A., Post, F. H. (2000). Detection, quantification, and tracking of vortices using streamline geometry. Computers & Graphics, 24, 333-341.

Simpson, J. J., Lynn, R. J. (1990). A Mesoscale Eddy Dipole in the Offshore California Current. J. Geophys. Res., 95(C8), 13,009–13,022, doi:10.1029/JC095iC08p13009. Sokal, R. R. (1981). Biometry: the principles and practice of statistics in biological

research. W. H. Freeman.

Soto-Mardones L., A. Pares-Sierra, J. Garcia, R. Durazo & S. Hormazabald. (2004). Analysis of the mesoscale structure in the IMECOCAL region (off Baja California) from hydrographic, ADCP and altimetry data. Deep Sea Res. II, 51, 785–798.

Souza J. M. A. C., C. de Boyer Montégut & P. Y. Le Traon. (2011). Comparison between three implementations of automatic identification algorithms for the quantification and characterization of mesoscale eddies in the South Atlantic Ocean. Ocean Sci., 7, 317– 334, doi:10.5194/os-7-317-2011.

Stegmann, P. M., & F. Schwing. (2007). Demographics of mesoscale eddies in the California Current. Geophys. Res. Lett., 34, L14602, doi:10.1029/2007GL029504. Strub, P.T., J.S. Allen, A. Huyer & R.L. Smith. (1987). Seasonal cycles of currents,

temperature, winds, and sea level over the northeast pacific continental shelf: 35°N to 45°N. J. Geophys. Res. 92, 1507-1526.

Sturb, P.T. & C. James. (2002). Altimeter-derived surface circulation in the large–scale NE Pacific Gyres. Part 1. seasonal variability, Progr. Oceanogr., 53, 163–183.

Takahashi, D. K. Kidob, Y. Nishidac, N. Kobayashid, N. Higakib, & H. Miyakee. (2007). Dynamical structure and wind-driven upwelling in a summertime anticyclonic eddy within Funka Bay, Hokkaido, Japan, Cont. Shelf Res., 27, 1928–1946.

81

Trenberth, K. E. (1983). Signal versus noise in the Southern Oscillation. Monthly Weather Review. 112, 326-332.

Thurnherr A. M. (2011). Vertical Velocity from LADCP Data. Division of Ocean and

Climate Physics, Lamont-Doherty Earth Observatory.

ftp.ldeo.columbia.edu/pub/LADCP/papers

UNESCO. (1991). Processing of Oceanographic Station Data. Tech. Pap. Mar. Sci., Paris, France, 1-138.

Weiss J. (1991). The dynamics of enstrophy transfer in two-dimensional hydrodynamics. Physica, D 48, 273-294.

Willet, C. A., R. R. Leben & M. F. Lavín (2006). Eddies and Tropical Instability Waves in the eastern tropical Pacific: A review, Progr. Oceanogr., 69 218–238, doi:10.1016/j.pocean.2006.03.010.

Willis, J. K., D. Roemmich & B. Cornuelle (2004), Interannual variability in upper ocean heat content, temperature, and thermosteric expansion on global scales. J. Geophys. Res., 109, C12036, doi:10.1029/2003JC002260, 2004.

Wolter, K., & M.S. Timlin (1993). Monitoring ENSO in COADS with a seasonally adjusted principal component index. Proc. of the 17th Climate Diagnostics Workshop, Norman, OK, NOAA/NMC/CAC, NSSL, Oklahoma Clim. Survey, CIMMS and the School of Meteor., Univ. of Oklahoma, 52-57

Wolter, K., & M. S. Timlin (1998). Measuring the strength of ENSO events - how does 1997/98 rank? Weather, 53, 315-324.

Zamudio L., A.P. Leonardi, S.D. Meyers & J.J. O’Brien. (2001). ENSO and Eddies on the Southwest Coast of Mexico. Geophys. Res. Lett., 28(1), 13-16.

Zamudio L., H.E. Hurlburt, E.J. Metzger & C.E. Tilburg. (2007). Tropical wave-induced oceanic eddies at Cabo Corrientes and the Marıa Islands, Mexico. J. Geophys. Res., 112, C05048, doi:10.1029/2006JC004018, 2007.

Apéndices